Introduction
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L'ensemble des données stratigraphiques, structurales, métamorphiques, géochimiques et géochronologiques nous permet d'envisager une succession d'événements responsables de la formation de la ceinture d'Or6s et son évolution tectonométamorphique au cours du temps. Un modèle global de l'évolutic)Il géodynami_que .est donc proposé et représenté dans la Figure VIII.l.
1) La formation du bassin d'Or6s a commencé vers 1800 Ma lors d'une période d'extension crustale qui a déclenché un processus de "rifting"
continental avec collapse et sédimentation. Le début de la sédimentation s'est accompagné de la mise en place et de la cristallisation de volcanites basiques, suivies de volcanites acides (Figure VIII. lb). L'ascension de ces magmas a pu être contrôlée par des failles listriques formées pendant le processus de
"rifting". Lors de la mise en place dans la croûte, le magma basique a probablement pu induire une fusion anatectique partielle générant le magma rhyolitique.
La localisation de ce bassin entre deux socles lithologiquement différents (gneiss rubanés et orthogneiss plutoniques à l'Est et gneiss à biotite d'origine sédimentaire à l'Ouest) et d'âges probablement distincts, suggère que la divergence initiale ou la séparation des blocs qui est à l'origine du bassin d'Or6s se serait produite à l'emplacement d'une ancienne discontinuité crus tale majeure, pré-rifting (Figure VIII.1 a).
2) Environ 120 Ma après la mise en place des roches volcaniques et pendant la poursuite ou vers la fin de la période de sédimentation, des intrusions de granites porphyriques (gneiss oeillés, ca. 1680 Ma) puis de syénogranites ont recoupé les andésites, rhyolites et au moins une partie de la séquence sédimentaire (Figure VII!. 1 c). Leur forme allongée et leur position en bordure du socle de l'Est, suggèrent que la mise en place de ces roches plutoniques anorogéniques a été contrôlée par la faille bordière orientale. Une
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série plutonique basique (gabbros) a ensuite recoupé, au bord Ouest de la ceinture, les amphibolites et la séquence sédimentaire vers 900 Ma.
3) A la fin du Protérozoïque supérieur, une période de convergence est caractérisée par des phases tectoniques compressives ductiles responsables des phases de plissements ct des cisaillements présents dans la ceinture d'Oros. Cette tectonique a été accompagnée par la formation et la mise en place des granites microporphyriques d'origine crustalc (orthogneiss microporphyriques), vers 650 Ma (Figure VIII. Id).
4) L'achèvement de cette compression, rapportée au cycle
orogéniqu~
brésilien, s'est fait à la limite Précambrien/Cambrien, et le
refroidissement ~.
post-orogénique de la région est daté par la fermeture du système K-Ar, vers 520 Ma.
Bien que toutes les informations obtenues convergent pour conforter l'évolution proposée pour la ceinture d'Oros, plusieurs questions complémentaires peuvent être posées.
a) Les mécanismes d'extension sont-ils la conséquence de processus de relaxation de contraintes subséquent à une période orogénique antérieure à 1800 Ma?
Des phénomènes d'extension crustale peuvent être associés à (i) des processus de relaxation de contraintes postérieurs à une période de compression orogénique ou simplement à (ii) des changements des courants de convection dans le manteau avec amincissement crustal et remontée de l'asthénosphère, qui causent la divergence de deux blocs continentaux sans aucune relation orogénique. Dans les cas de "rifts" dont les processus de divergence sont temporellement éloignés de toute orogénèse, la question ne se pose pas, toutefois, dans le cas où ces processus sont légèrement postérieur à un cycle orogénique majeur, cette question demeure pleine de sens.
Sur la base des données des Chapitres VI et VII et des informations géochronologiques, la formation du Oros a débuté vers 1800 Ma avec la mise en place de magmas basiques qui présentent des signatures géochimiques semblables aux magmas basiques orogéniques et qui, dans le cas de la ceinture d'Oros, pourraient éventuellement être interprétés comme post-orogéniques.
Cette éventualité est proposée surtout parce que (i) ces âges post-datent de peu un événement orogénique majeur qui a affecté le socle de la Province
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Borborema (le cycle Transamazonien) et (ii) la signature géochimique des roches basiques qui se sont mises en place au début de la formation du bassin ressemble à une signature orogénique.
De plus, les rhyolites subalcalines (situées stratigraphiquement au dessus des roches basiques) montrent des signatures semblables à celles de roches anorogéniques (WPG2, Figure VI.7b) mais présentent certaines différences vis à vis des granites alcalins clairement anorogéniques (WPG1, Figure VI.7c). Selon Silvester (1989) de telles différences peuvent faire la distinction entre granites post-orogéniques et anorogéniques. Cet auteur signale de plus (voir discussion en § VIA) qu'il est parfois très difficile de distinguer les magmas post-orogéniques mis en place sous l'effet de processus de relaxation crustale, de magmas anorogéniques. En résumé, d'après les données que nous disposons, la possibilité demeure que l'initiation du bassin d'Oros se soit faite en réponse à des phénomènes de _ relaxation post-orogéniques, -suivi d'extension - et de- -la formation d'un "rift", bien que nous n'ayons pas de contraintes déterminantes pour la confirmer. Il est cependant bien établi que tous les événements tectonométamorphiques mis en évidence au sein de la ceinture d'Oros, depuis la base jusqu'au sommet stratigraphique (sauf le socle), se sont développés bien plus tard, pendant le cycle orogénique brésilien (Protérozoïque supérieur).
b) La séquence (méta)sédimentaire représente-elle uniquement un grand cycle de sédimentation d'âge Protérozoïque moyen ou y a-t-il eu un autre cycle sédimentaire au Protérozoïque supérieur ?
Les métasédiments sont constitués de plusieurs unités lithologiques parfois répétées - telles que paragneiss, quartzites, micaschistes, marbres et roches calco-silicatées. Du point de vue sédimentologique, les passages entre les unités sont parfois graduels, ce qui dénote des changements progressifs de sources et/ou d'ambiance de sédimentation. Bien que des différences lithologiques et compositionnelles aient été bien caractérisées entre les micaschistes de l'Est et du Nord-Ouest (§IVA), avec contribution de sources différentes et matériaux plus ou moins matures, ces données n'impliquent absolument pas l'existence d'une grande coupure stratigraphique. Dans toute la séquence, aucune structure sédimentaire qui pourrait caractériser une discordance stratigraphique régionale n'a été observée.
Du point de vue géochronologique, il est certain que la sédimentation a débuté aux alentours de 1800 Ma car des coulées de laves de cet âge, proches de la base de la séquence y sont intercalées; par contre, nous n'avons pas de
Figure VIII.l
Schéma pré-1800 Ma
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Schéma vers 1800 Ma
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Extension et début de "rifting" avec déposition de sédiments et mise en place de roches volcaniques basiques (basaltes et andésites) suivie par de volcanisme acide (rhyolites).
Figure V/Jl.I (suite)
Schéma pré-Brésilien
(c)L'achèvement du bassin voIcano-sédimentaire d'Oras.
Légende: Sn schistosité prérifting; (A) Gneiss rubané avec l'intrusion de (B) -l'orthogneiss archéen du socle oriental; (C)-paragneiss du socle occidental.
(la) - [méta)andésites, (l b) - basaltes[amphibolites) et (2) [méta)rhyolites; (3) - granite porphyriqùe [gneiss oeillé); (4) [méta)gabbros; (5) séquence [méta)sédimentaire:
principalement psarnmites et pelites ~, arénites ( ) , calcaires et marnes ~.
Ortho gneiss microporphyrique
ca 650 Ma